Определение палеотемператур по значениям %Ro
10 Rа (%) = 67.2 [1. + 0.066 (T |
|
/ 100.)2 |
] |
(1) |
|
max |
|
|
|
|
|
для образцов из углистых прослоек, |
|
|
|
|
|
10 Rа (%) = 67.2 [1. + 0.082 (T |
max |
/ 100.)2 |
] |
(2) |
|
для песчаников и алевролитов и |
|
|
|
||
|
|
|
|
|
|
10 Rа (%) = 67.2 [1. + 0.107 (Tmax / 100.)2 ] |
(3) |
||||
для глин и аргиллитов (3), где Tmax выражена в °С (Аммосов и др. (1980) и Курчиков (1992)..
Tmax (°С) = 302.97 log10 Ro(%) + 187.33 |
(4) |
(Price, 1983).
ln Ro(%) = 0.0078 Tmax (°С) - 1.2 (5)
(25 Tmax 325°C и 0.2% Ro 4.0%; Barker and Pawlevicz, 1986).
Tmax (°С) = 104 ln Ro(%) + 148. |
(6) |
для постоянных скоростей нагревания пород V = 0.1 – 1 °C/млн. лет при погружении (Johnsson et al., 1993).
Tmax (°С) = [ ln( Ro(%) / 0.356) ] / 0.00753 (7)
- для всех постоянных скоростей нагревания пород при погружении (Barker,
Определение
палеотемператур по значениям %Ro
Кривые 1-7 (Tmax (%Ro)) на рисунке построены по соотношениям (1) – (7) на слайде 10 (Аммосов и др. 1980; Курчиков, 1992; Barker and Pawlevicz,1986 Barker,1988,1993;Johnsso
n
et al.,1993).
Для Ro 0.7% разбросTmax = 60-100°С.
Основная причина – за- висимость %Ro не толь- ко от температуры Т, но и от геологического аре-
Оценки Тmax по температуре Th гомогенизации жидкостных включений
Используются предположения: 1) включение является однофазной жидкостью, 2) обьём жидкоcти после её захвата матрицей породы не меняется, 3) химический состав жидкости также не меняется со временем, 4) влияние давления на состав жидкости заранее известно, 5) известны также время и механизм улавливания (Tobin and Claxton, 2000). Остаётся вопрос о величине и типе давления в период вмещения жидкости (литостатическое или гидростатическое). Если все указанные проблемы решены, температура породы на момент захвата жидкости определяется по соответствующей Р-Т диаграмме равновесия жидкой и твёрдой фаз исследуемого вещества. Тобин
и Кластон |
(Tobin and Claxton, 2000) предложили корреляционное |
соотношение: |
|
|
Ro% = 1.9532 log Th – 2.9428 (8) |
где Th - температура включения жидкости, захваченного матрицей пород (температура гомогенизации).
Из рисунка слайда 11 ясно, что (8) занижает Tmax для Ro < 1.5% и сильно завышает его при Ro > 2% (Th = 540, 930 и 1600°C для Ro=2.5, 3.0 и 3.5%).
Методы оценки палеотемператур по изменениям глинистых минралов
Процесс преобразования смектита в иллит
также используется для оценки значений Tmax
в бассейнах. Точность метода невелика по причине:
1) Распределения процес- са по широкому интер- валу температур.
2) Аппроксимации темпе- ратурной истории об- разца породы линейным распределе- нием: Т=Тmax (t/ t).
Методы оценки палеотемператур по
изотопным отношениям 13C
Изотопный состав газов заметно меняется с температурой генерации газов. Это подтвер- ждают и результаты гидроидного пиролиза образцов материнских пород бассейнов Делавар и Вал-Верде в западном Техасе с керогеном типа II (нижний рис.; Price, 1995), показывающие изменение изотопного отношения 13C для метана, генерированного
при различных температурах (рис. 7-8-5в). Однако, видна и высокая чувствительность изменений 13C к вариациям в составе и типе
ОВ. Этим обусловлен широкий разброс в значениях 13C с глубиной, типичный для
осадочных разрезов бассейнов (верхний рис. - газовое м-ние, б. Анадарко, США; Price, 1995). Такой разброс в значениях 13C сильно
ограничивает применение метода в реальных разрезах осадочных бассейнов.
Численные методы расчёта %Ro
Роль температуры и времени в созревании ОВ ТВИ-метод оценки %Ro
Немецкие геохимики (Jungten, 1964; Hanbaba et al., 1968; Van Heek et al., 1971 и
др.) в экспериментах по пиролизу образцов рейнских углей
установили, что процесс углефикации может быть количест- венно описан реакциями Аррениуса:
Ki(t) = Ai exp ( -Ei / R T(t) ); |
dXi(t)/dt = - Ki(t) Xi(t); |
||||
Y (t)= X |
io |
{ 1– exp[ - |
t |
K |
(t') dt' ] } |
i |
|
to |
i |
|
|
Ki(t) – скорость реакции, Yi(t) – количество ОВ, преобразован- ного ко времени t. Ai, Ei и Xio – определяются из эксперимента.
Они показали, что степень созревания ОВ определяется не только температурой, но и временем погружения свиты. Использование Ro% в качестве контролирующего фактора в моделировании требует с одной стороны знания температуры пород в процессе их погружения, а с другой - качественных физических моделей, описывающих процесс созревания
ТВИ-метод оценки %Ro
Николай Викторович Лопатин (1971) первым применил химико-кинетический подход к анализу процессов генерации нефти. Он предложил приближённое описание процессов созревания ОВ или углефикации одной эффективной реакцией, скорость которой удваивается всякий раз при возрастании температуры на 10°C. Его метод основан на вычислении температурно-временного индекса породы (ТВИ) по известной температурной истории погружения образца материнской породы::
t1 |
2 |
F(T ) |
dt |
|
||
ТВИ t 0 |
|
F(T) = n - 10 для 10 n T(°C) |
||||
|
|
|
|
|
||
|
|
|
|
1 |
10t (n+1) |
|
ТВИ |
2[T (t ) /10] dt |
|||||
10 |
||||||
|
|
|
|
2 |
0 |
|
[ T(t) / 10 ] - целая часть выражения.
Чтобы метод работал, необходима корреляция значений ТВИ с измеренными параметрами зрелости. Метод получил широкое распространение в мире после того как Дуглас Вэплс (Waples, 1980) существенно уточнил корреляционное соотношение «ТВИ-зрелость» Лопатина (Лопатин 1971). Он использовал измерения Ro% в образцаx кернов более чем трёxсот скважин из тридцати известныx н-г бассейнов мира и получил зависимость ТВИ - Ro%. Индекс ТВИ вычислялся им исходя из реальной истории погружения материнскиx пород, но в предположении постоянного геотермического градиента, равного современному. Считалось, что возможные ошибки нивелируются при осреднении по большому числу разрезов.
Lg10(Ro%) = - 0.4769 + 0.2801 Lg10 (ТВИ) - 0.007472 [Lg10 (ТВИ)]2
Относительная роль температуры и времени в эволюции катагенеза ОВ (1)
Изменение зрелости ОВ при постоянной температуре Т(породы) = const в течение времени t
ТВИ = 2(n - 10) t ,
где n = {Т/10 }, Т - в °C и t - в млн.лет.
Это соотношение удобно для анализа относительной роли температуры и времени в созревании ОВ пород
Пусть температура породы Т 50°C в течении времени t. Тогда: ТВИ= t (млн.лет) / 64.
Тогда степень созревания Ro > 0.50% (TBИ > 7) будет достигнута лишь через интервал времени t 0.5 млрд. лет
Но если Т = 140°C в течении времени t, то: ТВИ= 16 t (млн.лет)
и степень созревания Ro > 0.50% (TBИ > 7) достигается уже через интервал времени t =0.4 млн. лет, т.е. В 1000 раз быстрее.
Относительная роль температуры и времени в эволюции катагенеза ОВ (2)
Изменение зрелости ОВ за время от t0 до t при постоянном градиенте температуры: dT / dz =
(следовательно, T(t)=To + z(t) = To + V (t-t0)) |
||||||
|
T0 |
|
|
a |
|
|
ТВИ |
10 210 |
|
[2 |
(t t0 ) |
1] |
|
|
|
|||||
|
10 |
|||||
10 |
a |
|
||||
|
2 Ln2 |
|
|
|
|
|
V – скорость погружения породы (глубина z= V (t-t0)),
а=V , (°С/км) = dT/dz, t в млн.лет
Пример
Краевое плато Гуаямос(Калифорнийский залив; DSDP 279, Lonsdail 1985): градиент температуры =96°С/км, скорость осадконакопления V=0.8 км/млн. лет. В таких условиях стадия зрелости начала ГЗН (ТВИ = 7-13,
Ro = 0.50%), достигается через 1.9 млн.лет. В южном троге Калифорнийского залива, где в окрестности интрузивных тел есть гидротермальный поток тепла и температуры в нижних горизонтах осадочного чехла могут достигать 200 –300°С, стадия созревания начала
ГЗН достигается за несколькиx тысяч лет.